Kongsvingerfeltets geologi

Transkript

1 NORGES GEOLOGISKE UNDERSØKELSE NR. 246 B Kongsvingerfeltets geologi Av ØYVIND GVEIN STATENS TEKNOLO6ISKE IKSfifitf* BIBLIOTEKET

2 Innholdsfortegnelse Abstract 27 Tidligere arbeider 27 Berggrunnsoversikt 29 Tektonikk 30 Foldning og forskifring 30 Oppsprekning og forkastninger 32 Petrografi 3 5 Suprakrustale bergarter 3 5 Leptitt 35 Feltspatkvartsitt 38 Hornblendeskifersonen gjennom Kongsvinger Hornblendeskifer Kvartskeratofyr 42 Veksellagret hornblendeskifer - kvarts albititt 42 Metagråvakke 45 Gneiser 48 Granittiske forskifrede øyegneiser 48 Glimmergneis 51 Kvartsdiorittisk gneis Granitter Alkaligranitt i den østlige granittsone 54 Alkaligranitt og kvartsalbititt i den nordlige del av den sentrale granittsone 57 Hastingsittførende granitt 60 Na-metasomatose 62 Konkluderende bemerkninger 63 Summary 64

3 Abstract. The rocks and tectonic features of the Kongsvinger area are described. The area consists of steeply dipping, probably isoclinally folded supracrustal rocks separated by granites, the latter in part being cataclastic and schistose. Fault zones in two directions, NW SE and N S are common. The main structural features are thought to be of Dalslandian age. The supracrustal rocks consist of basic schists associated with quartz keratophyre, meta-graywacke, leptites and feldspathic quartzite. These rocks are considered to have been deposited in geosynclinal environments during the Dalslandian period. In the northern central part of the area the quartz-feldspar rocks were albitized and chessboard albite originated by replacement of both microcline and plagioclase. Forord. Som et ledd i kartleggingen av det SØ-norske grunnfjellsområde ble jeg i 1960 etter statsgeolog Thor L. Sverdrups forslag tildelt Kongs vingerområdet som hovedfagsfelt. Det foreliggende arbeid er et beskåret eksamensarbeid, dog noe supplert ved senere kartlegging. Feltarbeidet er foretatt somrene og en kortere periode i Veiledere under hovedfagstudiet var professor Trygve Strand og universitetslektor Inge Bryhni, som jeg vil takke. Videre takker jeg statsgeolog Magne Gustavson for kritisk gjennomlesning av manu skriptet. De kjemiske analyser er utført under ledelse av cand. real. Per-Reidar Graff. Fotograf Ingemar Aamo har bistått med det fotografiske ar beidet og tegning av figurer og kart er utført av frk. Astri Lund. Tidligere arbeider. Det kartlagte felt ligger i det sydøstnorske grunnfjellsområde, ca. 10 mil øst for Oslo, på kartblad Kongsvinger (AMS 2015 II 1:50 000). Feltet tilhører den såkalte «Magnussons mylonittsone» og grenser mot et eldre gneiskompleks i sydvest. Kjerulf ( , 1879) har beskrevet enkelte av hovedtrekkene i Kongsvingertraktenes geologi, og understreker spesielt opptredenen av suprakrustale bergarter. I første rekke var det dog et oversiktsarbeid Kjerulf og hans assistenter utførte med en omfattende kartlegging over store deler av Hedmark fylke (arbeidskart NGU's bergarkiv).

4 28 Pregotium Gotium I Svekofennium Dalslandium Fig. 1. Oversiktskart med utbredelsen av de prekambriske bergarter i SØ-Norge og SV-Sverige. The general view over the Precambrian rocks in SE Norway and SW Sweden.

5 29 Etter Kjerulfs tid har det vært liten interesse for disse strøk, og det neste bidrag til områdets geologi kom først ved Magnusson (1937). Etter å ha arbeidet på nordsiden av Vånern (1937, 1933) fulgte Magnusson «Den Central-Vårmlåndska Mylonitzonen» fram til Mjøsa. Denne sonen karakteriseres på svensk side ved: a) Nedknuste og forskifrede granitter der det undertiden inngår bedre bevarte partier. b) Suprakrustale bergarter: Kvartsporfyr, porfyritter og feltspat kvartsitter. På den norske side understreker Magnusson spesielt granitters og granittmylonitters opptreden. Bergartene i «Den centralvårmlandska mylonitzonen» viser stor lik het med de gotiske bergarter i Gillbergaskålen vest for Vånern (Fig. 1) og videre med bergartene i det store granittstrøk fra Vånerns NØ-side til Trysil og er derfor antatt å være av gotisk alder (Magnusson 1937). Gneiskomplekset på kartblad Kongsvingers sydvestlige del er en fort settelse av de pregotiske gneisene i Vårmland. Disse gneisene hevdes å være eldre enn Storå Le-Marstrand-serien og dens fortsettelse i Øst fold (Fig. 1) som på sin side er av antatt svekofennisk alder (Lunde gårdh 1964). Fra 1960 har geologer fra NGU kartlagt i Solørtraktene en kortere periode hvert år. Sverdrup (ikke publisert) har tegnet sammen en del av disse observasjonene, og de indikerer et noe annet forløp (Fig. 1) av de «gotiske» bergarter enn antatt av Magnusson. Sydgrensen er som tidligere, mens det i nord muligens kan være en direkte sammen heng med Trysilgranittene. Kjerulfs kart synes også å bekrefte dette. Hjelle (1963) har på grunnlag av spredte prøver vurdert et profil mellom Randsfjorden og riksgrensen. Han påviser et betydelig fall i metamorfosegrad ved overgangen mellom gneiskomplekset i vest og de antatte gotiske bergarter. Gustavson (1967) gir en oversikt over de pregotiske gneiser på kartblad Vestmarka som støter til Kongsvingerbladet i syd. Berggrunnsoversikt. Gneiskomplekset i sydvest består vesentlig av grå, biotittførende åre- og sliregneiser med enkelte amfibolittdrag og småpegmatitter. Langs grensen mot det yngre kompleks er gneisen muskovittførende og

6 30 tildels rik på dette mineral. Lengst i sydvest inngår granat som bestand del. Ptygmatiske folder er vanlig i de mest kvarts- feltspatrike gneiser. Gneisene er metamorfosert i høy amfibolittfacies, med fall til epidot amfibolittfacies gjennom en tektonisk overgangssone med tiltagende forskifring mot det yngre kompleks. Det yngre kompleks ligger konkordant mot gneiskomplekset og består av suprakrustalbergarter, gneiser og granitter. Suprakrustalberg artene utgjøres av leptitter, basiske skifre med keratofyrlag, feltspat kvartsitter og glimmerrike feltspat-kvartsbergarter som er nærliggende å karakterisere som metagråvakker. Sonene med suprakrustalbergarter er atskilt ved granittbelter som tildels er sterkt forskifret. Hovedtypen av granitt er en rød alkaligranitt, stedvis omvandlet til kvartsalbititt. Videre opptrer et større massiv av en hastingsittførende granitt. Gra nittpartiene er makroskopisk massive i de sentrale strøk, men viser økende forskifring mot grensene til suprakrustalbergartene. Gjennom skjærende kontakter er ikke observert. Henimot det eldre kompleks opptrer en sone av sterkt vekslende tektoniske øyegneiser, ofte med leptittisk grunnmasse. Grensen mar keres ved en horisontbestandig bergart av gråvakkekarakter (se kartet). Kontakten mellom de to komplekser er over alt overdekket. Av sikre gjennomsettende eruptivbergarter opptrer en plugg av alkaligabbro i den sentrale del av feltet, samt en lamporfyrgang ved en bresksjesone henimot grensen til åre- og sliregneisene. (Disse vil bli behandlet i en egen publikasjon.) Tektonikk. Foldning og forskifring. Det er i første rekke forskifringen som setter sitt preg på feltet. Foliasjons(forskifrings) -retningen er parallell med bergartsgrensene, og med enkelte unntak, parallell med de suprakrustale bergarters lagning der denne kan påvises. Foliasjonen stryker NV SØ over store deler av feltet, men med en markert dreining mot N-S i den østlige del. Fallet er middels til steilt mot NØ hhv målinger av foliasjonsplanet er lagt inn i diagrammet, fig. 2 a, og angir en mulig foldning med nær horisontalt beliggende foldningsakse. Foldning av suprakrustalbergartene i stor skala er observert i to områder:

7 31 1. Ved feltspatkvartsittens utgående øst for Åbogen i den sydøstlige del av feltet. Feltspatkvartsitten som fra nord framtrer som en sone, åpner seg i en synform i dette området, med foldningsakse som faller ca. 20 mot NNV. Sonen videre mot NY utgjør således en isoklinalfold, overfoldet mot SV. 2. Der feltets sentrale granittparti har en utløper på nordsiden av Glomma bøyer den overliggende hornblendeskifer om og faller her 1 5 mot NY. I granittene er mylonittgneisfoliasjon1 ) et gjennomgående trekk. Denne struktur er mest markant langs granittenes grenser, spesielt ved den østlige granittsones vestgrense (Vingersjøen Åbogen). Her endrer bergarten karakter gjennom en overgangssone på ca. 50 m fra middels kornet mylonittgneisgranitt til en finkornet/tett, sterkt parallellstruert bergart. (Denne bergart er ingen egentlig mylonitt, idet den er betydelig g e/3 S f i.i Id oo iii 3 o C/3 LU co Fig. 2a. Den romlige orientering av folia sjon og skifrighet. Schmidts nett. Undre halvkule. Konturer: 1 ; 4, 5 ; 9 og 13 prosent. 116 målinger. The orientation of foliation and schistosity. Equal area projection, lower hemisphere. Contours: 1,4, 5,9 and 13 per cent. 116 observations. Fig. 2b. Sprekkediagram. 151 målinger av vertikale eller steiltstående sprekkeplan. Hovedstressretning angitt. Joint diagram. Vertical or steep joints. 151 observations. The main stress direction is indicated. 1 ) Med mylonittgneis menes etter Quensel (1916 s. 99) en forskifringsstruktur utviklet ved samtidig kataklase og omkrystallisasjon, der særlig kvarts og mørke mineraler er omkrystallisert og orientert parallelt forskifringsplanet mens bergartenes øvrige mineraler bærer preg av mekanisk knusning.

8 32 Oppsprekking og forkastninger. Sprekkeretningene i feltet er angitt i diagram, fig. 2 b. Sprekkeplanene står steilt og er vanligvis uten mineralbelegg. Diagrammet viser at de sterkeste konsentrasjoner er gruppert som skjærsprekker i forhold til hovedstresset under foldnings- og forskifringsfasen. Et langt mer dominerende trekk i feltet er de mange breksjesoner som setter sitt preg på topografien som markerte forsenkninger i ter renget. Breksjesonene løper ito hovedretninger: NV SØ og N S (Fig. 3). Kartbildet viser klart horisontalforskyvningene etter N S retningen. Suprakrustalbergartene gjennom Kongsvinger indikerer ved sin begrensning mot forkastningssonene langs Vingersjøen og gjennom Kongsvinger by at N S retningen også har hatt en vertikal komponent. Breksjen som stryker langs Bæreias sydvestside er den best blottlagte av de NV SØ gående breksjene. Denne skjærer bergartsgrenser og foliasjon under en liten vinkel. En bergartssone som består av horn blendeskifer og kvartsalbititt i veksellagring synes å fortsette ganske übrutt gjennom breksjesonen, hvilket tyder på liten bevegelse langs sonen. Aldersforholdet mellom forkastningsretningene fremgår ikke klart i felt. Breksjene er mineralfattige. Bindematerialet består av kvarts, kalk spat og undertiden hematitt. Den sekundære kvarts viser undulerende utslukning. I en breksjesone på østsiden av Vingersjøen lok (26. 0; 20, 5) opptrer druseromsdannelser av blek amethyst, røkkvarts og rosenkvarts. Stilbitt er påvist ien N S breksje i de grå gneiser ved lokalitet (17. 0; 6, 3). Den eneste påviste lokalitet av egentlig mylonitt ligger i en breksje sone nord for Kabberudtjernene ved lok. (25. 4; 25, 7). Her opptrer en flintaktig mylonittisk kvarts-feltspatbergart gjennomsatt av årer av ultramylonitt (Foto 1). Det er en nær sammenheng mellom granittsonenes form og forløpet av de suprakrustale bergarter. Granittenes forskifringsplan er videre parallelt med akseplanet i isoklinalfolden som er påvist i den sydlige del av suprakrustalsonen gjennom Kongsvinger. Foldningen eller den siste del av foldefasen og forskifringen er derfor sannsynligvis sam tidige. Den stefke forskifring av granittene, spesielt den østlige granitt sone tyder på kraftige bevegelser, muligens en oppskyvning av granitten

9 33 Fig. 3. Breksjesoner på kartblad Kongsvinger. Hel strek observert breksje, stiplet strek antatt breksje etter terrengformasjonene. Breccia zones on the map AMS Kongsvinger. Full line observed breccia, broken line probable breccia.

10 34 mot sydvest. En mulig tolkning ligger da i å anta en nedfoldning av suprakrustalbergartene i eldre basalgranitter, som så er skjøvet opp. Forkastningene som er gjenspeilet i breksjesonene i NV SØ retning, parallelt eller subparallelt bergartsgrensene, synes å være dannet i det samme stressfelt som har gitt foldninger og forskifring. N-S forkast ningene som danner ca. 45 med retningen for hovedstresset er det mer nærliggende å se i sammenheng med de permiske forkastninger i Oslofeltet. Hjelle og Bryn (1961) har undersøkt en kullblendeførende, N-S-strykende breksje ved Glomma ca. 3 mil nord for Kongsvinger og antyder at dette er en mulig fortsettelse av Rendalsforkastningen, som er antatt å være av permisk alder. (Holmsen og Oftedahl 1956.) For kastningen langs Glomma ved Kongsvinger er antagelig fortsettelsen av den som Hjelle og Bryn har beskrevet. N S-forkastningene kan dog også være eldre og brutt opp igjen i permisk tid. Det tektoniske bildet viser mange likhetspunkter med den dals landiske tektonikk på kartblad Vårvik (Larsson 1956), ca. 10 mil syd for Kongsvinger. Her opptrer dalslandiske suprakrustalbergarter i syn klinale restpartier i et underlag av gotiske granitter og - suprakrustal bergarter. Området grenser i vest mot åregneiser tilhørende Storå Le Marstrandformasjonen. Den nedenstående sammenstilling viser den tektoniske utvikling i henholdsvis Vårvik- og Kongsvingerområdet. Vårvik 1. Foldning etter N S strykende nær horisontal foldningsakse. 2. Overskyvning i direkte tilknytning til foldninger, mot øst i vest og mot vest i øst. Utvikling av kataklastiske strukturer. 3. Blokkbevegelser. Forkastninger vesentlig med horisontale komponenter. Retning NØ SV i vest og NV SØ i den østlige og sentrale del. Sistnevnte dreier mot nord i den nordlige del. Kongsvinger 1. Folding etter NV SØ (hhv. NNV SSØ) strykende nær horisontal foldningsakse. 2. Oppskyvning mot sydvest i tilknytning til foldning. Utvikling av kataklastiske strukturen 3. Forkastninger NV SØ og N S retning, der N S retninger har både vertikale og horisontale komponenter.

11 35 Petrografi. Suprakrustale bergarter. Suprakrustalbergartene opptrer i 4 atskilte soner med sonen gjennom Kongsvinger som den dominerende. Noen stratigrafisk inndeling er det ikke mulig å angi på det nåværende stadium. Leptitter. Geijer (1944, s. 734) gir følgende definisjon av leptitt. «En meta morf (omkristalliserad) suprakrustal bergart, med approximativt gra nitsk sammensattning, som har en sekundar kornighet emellan 0,03 0,05 mm som undre grans och 0,5 ( 1,0) mm som ovre, bortsett från eventuellt forhandenvarande relikta strokorn». Bergartene, som her er kalt leptitt, faller inn under denne definisjon med unntagelse av undre korngrense som er 0,02 mm. Leptitt opptrer i en m mektig sone fra breksjen syd for Kongsvinger og sydøstover. Videre er det observert leptitt i mindre blotninger vest for Malmerfjell og i en sone med vekslende bergarts typer nord for Kongsvinger. Sydøst for Kongsvinger er leptitten ofte foliert og kan makroskopisk vise stor likhet med forskifrede og nedknuste granitter. Porfyriske innsprengninger av kvarts og feltspat (Foto 5) er imidlertid vanlig i den del av sonen som ligger nord for Hærsjøen. Mineralsammensetning og mengdeforhold av to prøver er angitt i tabell 1. Mikroskopiske undersøkelser viser blastoporfyrisk struktur med inn sprengninger av kvarts og feltspat. Fenokrystallene av feltspat er van ligvis sprukne og oppdelt, mens kvarts-fenokrystallene oftest er re krystallisert til aggregater av suturert kvarts. Grunnmassen er allo triomorf jevnkornet med kornstørrelse ~ 0,02 mm. Foliasjonen er mar kert ved muskovittflak og mørke bånd av epidot og titanitt (leukoksen). I sterkt forskifret leptitt er foliasjonen framhevet ved smale bånd der mineralkornene er uttrukket parallelt foliasjonen. Mikroklinperthitt flekkperthitt utgjør endel av fenokrystallene, mens mikroklin, oftest uten tvillingdannelser, danner hovedmengden av feltspaten i grunnmassen. Plagioklas (Ans_io) opptrer i fenokrystal ler som er svakt saussurittisert og tildels sterkt serisittisert. Graden av omvandling øker med tiltagende forskifring.

12 36 Tabell 1. Modalanalyser av leptitt (Vol. %). (Modal analyses of leptite.) Perthitt 1 2 enokrystaller: Plagioklas (An510 ) 5 3 Kvarts 2 2 Grunnmasse: Feltspat") Kvarts Muskovitt 5 26 Biotitt 2 x Kloritt x x Epidot 5 4 Titanitt (leukoxen) 1 x Erts 1 1 Apatitt x I. Lite forskifret leptitt. (Almost massive leptite.) 11. Forskifret leptitt. (Schistose leptite.) Leptitten grenser i vest mot amfibolgranitt. Direkte kontakt mellom bergartene er ikke påvist, men amfibolinnholdet i granitten opphører samtidig med en sterk nedknusning av bergarten inn mot grensen, som derfor tilsynelatende er tektonisk betinget. I øst er den tilgrensende bergart hornblendeskifer. Øst for Vinger sjøen er det kraftig breksjiering langs denne grensen, der druseroms dannelser av amethyst, røkkvarts og rosenkvarts er vanlig. Lenger syd, øst for Hærsjøen, er grenseforholdene noe komplisert. (Fig. 4.) To mindre drag av feltspatporfyr opptrer her i veksling med utflikende deler av hornblendeskifersonen. Disse dragene tynner ut mot NV. Feltspatporfyren er rød, svakt foliert og med idiomorfe fenokrystaller av mikroklinperthitt, unntaksvis svakt saussurittisert plagioklas. Biotitt (svakt klorittisert) og jernertser er hyppigere enn i kvartsporfyrene. Anslagsvis er mengdeforholdene: Fenokrystaller 15 %, feltspat i grunn massen 55 %, kvarts 15 %. Mørke mineraler 15 %. Umiddelbart over hovedsonen av leptitt (Fig. 4) følger en sone av en tett, foliert bergart som består av smale (1 10 cm mektige) kvarts a) Farving av alkalifeltspaten (Chayes 1952) viser at mineralet utgjør hovedmengden av grunnmassens feltspat. (Staining of the specimens (Chayes 1952) indicates that microcline is dominating in the matrix.)

13 37 Fig. 4. Kartskisse over grenseområdet mellom leptitt- og hornblendeskifersonen øst for Hærsjø. Map showing the border-area between the leptite and hornblende schist zone east of Hcersjø. feltspatrike og biotitt-epidotrike bånd i veksling. Mikroskopisk er disse bånd igjen ofte finere båndet grunnet vekslende kornstørrelse. I mengdeforhold er biotitt og epidot tiltagende mot grensen til hornblendeskifersonen (s. 40). Grensen er likevel skarp idet de mørke mineraler brått er overveiende i mengde. Hornblende kommer med som vesentlig bestanddel ved grensen. Denne intense vekslingen mellom bånd av forskjellig mineralogisk sammensetning, tendensen i endringen av bergartens kjemi og varia

14 38 sjonen i kornstørrelse, sannsynliggjør at vi her har en sedimentær over gangssone der primære trekk tildels er bevart. Som et mindre drag innenfor hovedsonen av leptitt forekommer en rød, fin- til middelskornet, sterkt foliert kvartsalbittbergart (Fig. 4). Parallelt med foliasjonen opptrer kvartsårer som veksler i mengde fra å dominere sonen til å mangle helt. Sonen er i o i 5 m mektig, skarpt avgrenset mot leptitt på begge sider, men mindre kvartsårer er et typisk trekk også for sonens nærmeste omgivelser. I strøkretningen mot NY er det tilsynelatende gradvis overgang til leptitt. I syd på kartskissen (Fig. 4) er det avmerket et lite område som består av magnetittimpregnert kvarts. Feltspatkvartsitt. I den sydøstlige del av hornblende-skifersonen opptrer en sone av feltspatkvartsitt konkordant med den omgivende bergart. Mektigheten av den nordligste blotning er ca. 40 m og noe tiltagende mot syd. Sonen faller middels til steilt mot NNØ, men åpner seg som tidligere nevnt i en synform ved sitt utgående øst for Åbogen. Kvartsitten er grå med en svak rødtone, finkornet til tett og lami nert. Lamineringen forårsakes av vekslende kornstørrelse og utheves Fig. J. Slumpingsstrukturer i laminert feltspat-kvartsitt. x l/2. Slumping structures in laminated feldspathic quartzite. x l/2.

15 39 ved skikt av magnetitt. Ved enkelte lokaliteter spalter bergarten i cm tykke heller etter svakt glimmerbelagte plan. Syd for Langtjern er det enkelte steder funnet løsblokker av feltspat kvartsitten med relikte slumpingsstrukturer som trer fram på forvitret overflate (Fig. 5). Bergarten er rekrystallisert og xenomorft kornet med kornstørrelse som varierer mellom 0,01 og 0,1 mm, men slik at kornstørrelsen er jevn innen hvert av de tynne lag. Denne variasjon synes derfor å gjen speile et primært trekk. Mineralsammensetningen av to prøver er gitt i tabell 2. Tabell 2. Modalanalyser av feltspatkvartsitt. (Modal analyses of feldspathic quartzite.) eltspat") Lvarts luskovitt 4 5J iotitt x lagnetitt 11 "itanitt 4 1 ipatitt x iirkon x lalkspat x 2 a) Hovedmengden av feltspat er ved farving (Chayes 1952) bestemt til alkalifeltspat. (The major part of the feldspar is defined as microcline by staining.) Feltspatkvartsittene må primært sannsynligvis ha vært et sediment av sand- eller silttype, da det i tillegg til de teksturelle kriterier ihvertfall stedvis er et høyt kvartsinnhold. Hornblendeskifersonen gjennom Kongsvinger. Med hornblendeskifer menes her en bergart som fører hornblende som hovedmineral, assosiert med epidot og sur plagioklas. Denne sone består av sterkt vekslende suprakrustalbergarter der hornblendeskifer er en betydelig bestanddel. Biotitt- og kvartsfeltspat rike skifre opptrer i veksling med hornblendeskiferen. Videre er det enkelte steder påvist kvartskeratofyr i lag eller lagerganger av inntil l/z m mektighet.

16 40 Sonen grenser i øst mot sterkt forskifret granitt etter en meget skarp og rettlinjet tektonisk grense. I sydvest (øst for Hærsjø) er det påvist en mulig gradvis overgangssone fra leptitt (s. 37). I syd synes hornblendeskiferen å forsvinne, antageligvis etter samme prinsipp som den omtalte feltspatkvartsitt ved at bergarten er foldet etter en svakt hellende akse mot NNV. Nord for Glomma bøyer sonen delvis rundt en framskytende granittarm som også er sterkt forskifret. I hornblendeskiferen opptrer hyppig epidotslirer og kvartsårer paral lelt foliasjonen. Kvartsårene fører ofte hematitt, sjeldnere svovelkis, kopperkis, bornitt og malakitt. I den sydøstlige del ligger Duelia jern gruver, tre små dagbrudd der hematitt opptrer i og sammen med albititt. Variasjonen innenfor sonen er usystematisk og forskjellig i forskjel lige snitt såvidt det lar seg avgjøre under de herskende blotningsforhold. I jernbaneskjæringene langs Vingersjøens vestside opptrer fra syd hornblendeskifer. I den nordlige del finnes biotittrike partier og et ca. 10 m mektig lag av en kalkspat-hematittrik, finkornet bergart. Mikroskopiske undersøkelser av denne viser bandete ansamlinger av kalkspat parallelt foliasjonsplanet, men også enkeltkorn spredt i berg arten. Anslagsvis er mengdeforholdene 30 % kalkspat, 20 % hematitt, 40 % mikroklin og albittisk plagioklas, 10 % kvarts. Syd for jernbanen og vest for Kongsvinger, mellom Glomma og Marikollen (lok. 37; 8) er sonens bergarter mer varierende enn i fore gående snitt. Her er hurtige vekslinger mellom sterkt tektoniserte kloritt-epidot-plagioklas-kvartsskifre der mengdeforholdene mellom mineralene varierer innen vide grenser. Amfibol opptrer bare som relikter. Denne veksling gjelder for et tildels godt blottlagt felt over ca. 200 m mektighet mot granitten. Hornblendeskifer. Tabell 3, s. 41, angir en kjemisk analyse av finkornet hornblende skifer fra nordsiden av Glomma (lok. 39, 1; 7, 8). Epidotslirer og kvartsårer opptrer ikke her, og bergartens omvandling antas ikke å ha forårsaket vesentlige omvandlinger i kjemien. Mikroskopiske under søkelser av analysestuffen viser mineralsammensetning og mengde forhold som angitt i tabell 3. Bergarten har nematoblastisk tekstur med kornstørrelse 0,2 1- mm. Albitt (A«s_io) opptrer i xenoblaster, av og til med albitt-tvillinger, men oftest i korn uten tvillingdannelser, med inneslutninger av berg

17 41 artenes øvrige mineraler. Hornblende: z blålig grønn, y grønn, x lys gullig. nz = 1,675 ± 0,003, nx = 1,655 ± 0,003 xa c ~ 18. I hornblenden opptrer tremolitt som mindre flekker i de sentrale deler av kornene. Biotitt: z brun, y lys brun, x gullig. Epidot: z gul, y gul, x farveløs. Hornblendeskiferem kjemiske sammensetning svarer til essexitt gabbrodioritt (Burri 1959, s. 97), og bergarten må ved sin opptreden i et lagdelt kompleks tolkes som en omvandlet basisk vulkanitt. Det er nærliggende å sammenlikne bergarten med orogene grønnstener, og paralleller til den kjemiske analyse finner en f. eks. i Trondhjemsfeltets grønnstener (C. W. Carstens, 1924). Tabell 3. Kjemisk analyse av hornblendeskifer fra lokalitet (39, 1; 7, 8) nord for Glomma. (Chemical analyses of hornblende schist, loe. (39, 1; 7, 8) north of Glomma.) Vekt % CIPW-norm SiO 2 45,65 q = wo = 7,0 TiO2 1,33 vo = 6,0 en =s 5,2 A1 2O3 17,84 ab = 22,5 fs =1,8 Fe2O 3 3,89 an =31,3 fo = 10,9 FeO 7,15 nef = 4,8 fa =3,8 MnO 0,10 cc = 0,4 il =1,8 MgO 7,05 % sal = 65,0 mt = 4,2 CaO 10, H ap = 0,3 Na2O 3,33 X fem = 35,0 K 2O 1,00 P2O 3 0,16 Mode (vol. %) CO2 0,16 Plagioklas (An5 _ 10 ) 15 H,O 0,01 Amfibol 52 H2O+ 2,02 Epidot 2 5 Sum 99,84 Biotitt 3 Erts 4 Kloritt x Titanitt x Apatitt x Niggliverdier. si al fm c alk k mg q ,5 43,6 24,3 8,6 0,17 0,54 32,4

18 42 Kvartskeratofyr. Med betegnelsen keratofyr forstås her en Na-rik salisk vulkanitt. Ved lokalitet (22, 0; 19, 6) vest for Vingersjøen opptrer keratofyr godt bevart iet lag av l/2 m mektighet. Bergarten er porfyrisk utviklet med fenokrystaller av idiomorf hypidiomorf sjakkbrettalbitt av størrelse ca. 2 mm, i en rekrystallisert grunnmasse av albitt og kvarts (Foto 6). Muskovitt, biotitt, kloritt, erts og apatitt opptrer som aksessorier. Mineralsammensetningen i volumprosent: Albitt i fenokrystaller 25 % Albitt i grunnmassen 36 % Kvarts 37 % Hornblendeskifer kvartsalbititt i lagvis veksling. Vest for vannet Bæreia opptrer en bergartssone som er bygget opp av en lagvis veksling mellom hornblendeskifer og kvartsalbititt. Mek tigheten av de enkelte lag er fra noen mm til flere m, og kan variere noe langs strøkretningen (Fig. 6). I kvartsalbititten avtar kornstør relsen med mektigheten av lagene, idet de tynneste lag er finkornede mens lag av over ca. 2 0 cm's tykkelse er fin- til middelskornede. Over gangen mellom de enkelte lag er skarp, og blandingsbergarter er ikke observert. Foliasjonsplanet er parallelt med lagningen. Mikroskopiske undersøkelser av hornblendeskiferen viser det samme mineralselskap (Tabell 4) som den beskrevne prøve fra sonen gjennom Kongsvinger (s. 41). I mengdeforhold er det imidlertid en relativt stor variasjon mellom mineralene. Kvartsalbititten består av sjakkbrett albitt og kvarts, underordnet mikroklin og brun, noe klorittisert, biotitt. Aksessorier er epidot, titanitt, zirkon og erts. Grunnmassen ut gjøres av kvarts i størrelse 0,05 0,2 mm, dels i mosaikk, dels noe suturert. Sjakkbrettalbitt opptrer i xenomorfe korn opptil 1 cm store, og viser ofte oppsprekking og mindre forskyvninger av de enkelte deler av komene. Sjakkbrettalbitten er nær ren albitt i sammensetning og de større korn inneholder tallrike inneslutninger av fingrynet kvarts. Under tiden opptrer plagioklas med kontinuerlige albittvillinger eller som partier i sjakkbrettalbitt, i optisk kontinuitet med denne.

19 43 F/g. 6. Veksellagret hornblendeskifcr og kvartsalbitt. Alternating hornblende schist quariz albitite. Enkelte snitt av sjakkbrettalbitt er vanskelig å skille fra mikroklin uten tvillingdannelser, og alkaliinnholdet er derfor bestemt i 3 prøver (Tabell 4). Mineralenes mengdeforhold er beregnet på grunnlag av alkalianalysene med angivelse av de rene endeledd albitt og kalifelt spat. K2O mengden som inngår i biotitt er beregnet på grunnlag av sliptellinger.

20 44 Tabell 4. Alkalianalyser og beregnet mineralsammensetning i kvartsalbititt (Vol %). (Alkali analyses and calculated composition in quartz albitite.) Na 2O 6,94 5,77 6,21 K 2O 0,45 0,61 0,29 Albitt (An0 ) Mikroklin 3 1 Kvarts }» (An10 ) Hornblende 53 Biotitt Kloritt x x x 9 Titanitt x x x 8 Epidot x x x 3 Erts x x x x I. Kvartsalbititt, fra den sentrale del av et ca. 10 m mektig lag, øst for Skitjern; lok. (28, 6; 6, 2). (Quartzalbitite, from the central part of a layer about 10 m thick, east of Ski tjern, loe. (28, 6; 6, 2).) 11. Kvartsalbititt fra grensen av /2 m mektig lag syd Skitjern lok. (27, 8; 6,7). (Quartzalbitite from the border of a layer l/2 m thick. South end of Skitjern loe. (27, 8; 6, 7).) 111. Som 11, den sentrale del av laget. (As 11, the central part of the layer.) IV. Hornblendeskifer. (Hornblende schist.) Kvartsalbitittens mineralsammensetning viser stor likhet med den vel bevarte kvarts-keratofyr fra suprakrustalsonen gjennom Kongs vinger, og synes rimeligst å tolke som en omvandlet kvartskeratofyr. Sjakkbrettalbitten er åpenbart en sekundær dannelse og opptrer, invert fall stedvis, som et omdannelsesprodukt av plagioklas med kontinuer lige tvillinglameller. Interessant nok er sjakkbrettalbitt i litteraturen kjent fra en rekke forekomster av keratofyr. (Se Battey ) Det er et tydelig slektskap mellom den her beskrevne bergartsone og suprakrustalsonen gjennom Kongsvinger. De to soner er atskilt i felt, og utviklingen kan ha vært noe forskjellig, men begge er karakterisert ved hornblendeskifre og albittrike bergarter.

21 45 Metagravakke. En bergartsserie av metagråvakkekarakter opptrer mot grensen til det eldre gneiskompleks, i to soner, atskilt ved øyegneis. Ved lokalitet (16, 19), sydvest for Sigenessjøen, er det også observert metagråvakke ved enkelte blotninger i et ellers sterkt overdekket område. Den nordligste av de større sonene ser ut til å opphøre mot en for kastning i sydøst, men forholdene her er uklare. Både i nordvest og sydøst er den sydligste sonen forkastet, med en tydelig horisontal komponent. Metagråvakkens grenseforhold mot det eldre gneiskompleks er ukjent idet grensen alltid finnes ved mindre forsenkninger i terrenget. Mot den tilgrensende øyegneis på nordøstsiden, er grensefacies kjent fra lokalitet (17, 5; 12, 0) øst for Speismarktjern. Øyne av mikroklinperthit begynner her å opptre ved en rettlinjet begrens ning og etter en overgangssone på 2 3 m er bergarten en øyegneis med grunnmasse som tilsvarer metagråvakken. Metagråvakken er finkornet, mørk og massiv i de partier som ikke er tektonisk forskifret. Muskovittflak i 2 5 mm størrelse opptrer spredt, og er et typisk og lett synbart trekk ved bergarten. I enkelte smale soner er muskovitten anriket til en betydelig bestanddel. Under tiden opptrer også kvartsrike lag og videre enkelte tynne lag av horn blendeskifer. Nord for Hornsjø ved lok. (8, 0; 22, 5) og nær grensen mot åre og sliregneisene ca. 2 km SØ for kartgrensen, opptrer en metagråvakke variant med vel rundede plagioklaskorn av størrelse I 2 mm i en klorittrik matriks. Bergarten har et umiskjennelig sedimentært preg (Fig. 7 og Foto 7). Mikroskopiske studier av den dominerende bergartstype viser to kornfraksjoner, hhv. 0,2 0,7 mm og 0,01 0,05 mm, ved siden av de spredte mm-store muskovittflak. De større korn utgjøres vesentlig av plagioklas, i mindre grad epidot og undertiden hornblende og granat. Grunnmassen består av plagioklas, kvarts, muskovitt og biotitt samt aksessorisk apatitt, erts, titanitt og kalkspat. Bergarten er rekrystallisert og viser kataklastiske trekk ved brudd og mikroforkastninger i mineral kornene. I de minst tektoniserte prøver synes imidlertid de større plagio klaskorn å være av klastisk natur. Kornformen veksler her mellom kantet, linseformet og rund (Foto 8) der de linseformede korn kan vise tendens til parallellorientering.

22 46 Fig. 7. laetagråvakke-bergart fra metagråvakkesonen ca. 2 km SØ kartbladgrensen. Nat. størrelse. Metagraywacke from the zone of metagraywackes about 2 km SE of the map border. Nat. sizt Plagioklasen (Anio_is) har diffuse albitt-tvillinger og er serisittisert i vekslende grad varierende med forskifringsgraden. Rundede inneslut ninger av kvarts er vanlig. Muskovitten i de store flak er tildels opp brukket og buet. Det er ikke mulig å avgjøre om mineralet er primært eller sekundært i metagråvakken. Tabell 5 viser kjemisk analyse, Niggliverdier og mineralsammen setning av to prøver. Videre er gjengitt en gjennomsnitts-gråvakke sammensetning etter Pettijohn (1957). Analysene fra Kongsvinger feltet viser et godt samsvar med gjennomsnittsverdiene for gråvakke; K2O, CaO og CO2 til en viss grad unntatt. Bergartens tekstur går ikke absolutt i favør av betegnelsen gråvakke. Ifølge Pettijohn (1957) er skarpkantet kvarts og bergartsfragmenter et vanlig trekk, mens den her omtalte bergart i all vesentlighet fører plagioklas som mest grovklastisk bestanddel. Bergartsfragmenter er ikke med sikkerhet påvist.

23 47 Ut fra det vi vet om bergarten må den imidlertid være å klassifisere som en bergart av klastisk opprinnelse med kjemisk sammensetning som en gråvakke. Grensen mellom metagråvakken og de pregotiske gneiser må regnes som tektonisk. Det er likevel grunn til å reflektere over hvorvidt metagråvakken kan være et denudasjonsprodukt av de pregotiske gneiser, idet disse også viser en sammensetning som ligger nær grå vakke. (Gustavson 1967). Mineralogisk viser metagråvakkens plagioklas vel rundede kvarts inneslutninger som er typisk i den grå gneis og videre opptrer granat som ellers ikke er observert i det yngre kompleks. Gustavson (1967) har påvist at antiperthit er vanlig utbredt i Magnorområdet. Slike felt spater opptrer også i de vestligere strøk av de pregotiske gneiser på kartblad Kongsvinger, men er aldri funnet i metagråvakkene. Indikasjonene på at metagråvakken kan ha sitt opphavsmateriale i de pregotiske gneiser er derfor nokså vage. Tabell 5. Kjemisk sammensetning av metagråvakker fra Kongsvingerfeltet, sam menliknet med gjennomsnittssammensetning av gråvakker etter Pettijohn (1957). (Chemical composition of metagraywacke from the Kongsvinger area, correlated with the average composition of graywackes after Pettijohn (1957). I II SiO 2 67,99 66,25 64,7 TiO, A ,50 14,71 0,59 14,94 0,5 14,8 Fe2O3 1,80 1,26 I.S FeO 3,52 4,00 3,9 MnO 0,12 0,06 0,1 MgO 1,85 2,44 2,2 CaO 1,97 2,28 3,1 Na2O 2,56 3,78 3,1 K2O 3,48 2,58 1,9 P205 H 2O 0,05 0,00 0,13 0,04 0,2 0,7 H2O+ 1,54 1,31 2,4 CO 2 0,10 0,10 1,3 S 0,2 Sum 100,19 99,76 101,0

24 48 Niggliverdier. Sl al fm < c alk k mg I ,47 0, ,31 0, ,29 0,43 Modalanalyser, beregnet. (Modalanalyses, calculated.) Kvarts 3 5,7 29,0 Plagioklas (An 12 ) 24,4 34,9 Muskovitt 17,7 12,9 Biotitt 16,1 15,7 Epidot 3,7 4,0 Titanitt 1,3 1,2 Magnetitt 0,8 1,8 Apatitt 0,1 0,3 Kalkspat 0,2 0,2 I I. Lok. nord for Speismarktjern (19, 0; 9, 0). 11. Lok. øst for Speismarktjern (17, 5; 12, 0) Gjennomsnittssammensetning av 23 gråvakker (Pettijohn 1957). (Average composition of 23 graywackes (Pettijohn 1957). Gneiser. Granittiske, forskifrede øyegneiser. Mot metagårvakkesonene er det et relativt stort område med vari erende øyegneiser. Enkelte smale soner av hornblendeskifer opptrer parallelt med gneisenes foliasjonsretning. Her vil bare bli pekt på noen hovedtrekk, idet en full utredning må bygge på en mer detaljert kart legging enn den som er utført. Gneisene er karakterisert ved kjøttrød mikroklinperthitt, vanligvis i øyeform, men sonevis i bånd parallelt foliasjonen. Mikroklinperthitten har tydelige kataklastiske trekk (Foto 2). Mengden av mineralet er vekslende, og enkelte soner kan være fullstendig feltspatdominert. Gneisens sonede veksling avhenger således av 3 faktorer: Grunnmassens sammensetning, mengden av perthitt og perthittens form. Som et eksempel på variasjonene viser fig. 8 et 50 m langt tverr profil ved lok. (17, 6; 14, 7) mellom Speismarktjern og Sigernessjøen. Det er to hovedtyper gneis i området: 1. Øyegneiser med finkornet mørk grunnmasse. 2. Leptittiske øyegneiser. II

25 > 5m NE l. 49 Forskifret gneis med parallellorienterte feltspatøyne av størrelse maks. 7x3 cm i tverrsnitt, gjennomsnittlig 2xl cm. (Schistose gneiss with parallel orientated feldspar augens. Size: o o o 1 Q Q Max. 7x3 cm in cross section, average 2xl cm) Gneis med tilfeldig orienterte feltspatøyne. Qp^g m 2 (Gneiss with randomly orientated feldspar augens.) 3 u 3. Gneis meget rik på feltspat, tilfeldig orientert. Disse sonene er noe sterkere erodert enn tilgrensende bergarter. B (Gneiss, rich in feldspar, randomly orientated augens.) 4. Gneis med feltspatøyne mindre enn 2 mm. (Gneiss with feldspar augens less than 2 mm.) 5. Finkornet gneis med feltspat i bånd parallelt foliasjonen. (Finegrained gneiss. Bands of feldspar parallel with foliation.) 5 6. Finkornet gneis. Etter 1 0 m i strømretningen er sonen meget rik på feltspatøyne. o o o (Finegrained gneiss. Vo augens.) 10 metres away the zone is rich in feldspar 7. Basisk skifer med feltspatøyne. (Basic schist with feldspar augens.) 6 8. Bandet veksling mellom basisk skifer og finkornet gneis. fj/tf/ittttttttfffi <> <> <> (Alternating basic schist finegrained gneiss.) Q. Kvartsårer. Disse ligger parallelt foliasjonen, I 31 3 cm mektige. Q (Veins of quartz parallel with foliation, I 31 3 cm thick.) o» B. Basisk skifer i lag, I s1 5 cm mektige, parallelt foliasjonen. Tildels med feltspatøyne. (Basic schist layers, I s1 5 cm in thickness, parallel with foliation. Partly with augens of feldspar.) Q S«Vs? o o o B»Q o ovo < ooo B4Q 000 o o o ovo «t o o o o o o o^ o o o <yo o o o B 7 sw 8 Fig. 8. Skjematisk profil i forskifret granittisk øyegneis. Lok. (17, 6; 14, 7) mellom Speismarktjern og Sigenessjøen. Schematic profile in schistose granitic augengneiss. Loe. (17, 6: 14, 7) between Speismarktjern and Sigenessjøen.

26 50 1. Disse gneisene synes å være mest utbredt. Ved lok. (17, 5; 12, 0) øst for Speismarktjern er det påvist direkte overgang til metagråvakke. Her er en overgangssone av 2 3 m mektighet der mengden av gneisens mikroklinperthitt er gradvis avtagende. Mikroskopiske studier av gneisens grunnmasse i prøver tatt henholds vis 5 og ca. 150 m fra grensen, viser som metagråvakken to korn fraksjoner, 0,02 0,05 mm og 0,5 1 mm. Den større fraksjon består av jevnt fordelt plagioklas (Anis), mikroklinperthitt og titanitt i rundede eller kantede korn. Bruddannelser og mikroforkastninger opp trer av og til. Den minste fraksjon utgjøres av rekrystallisert og suturert kvarts, plagioklas, biotitt, muskovitt og epidot. Mikroklin perthitten i gneisene er en filmperthitt, tydelig tektonisert (Foto 2) og med tallrike inneslutninger av plagioklas og kvarts. Kvarts opptrer også av og til som årer langs bruddlinjer i mikro klinperthitten. Mineralenes mengdeforhold i to prøver er angitt i tabell 6 2. De leptittiske øyegneiser har en finkornet til tett kvartsfeltspat grunnmasse og større øyne av mikroklinperthitt. Mikroskopiske undersøkelser av en lite forskifret prøve viser en xenomorf utviklet grunnmasse i kornstørrelse 0,01 0,1 mm. Ansam linger av filmperthitt-korn av størrelse ca. 1 mm gir bergarten karak ter av øyegneis. ( Mineralsammensetning tabell 6.) Tabell 6. Modalanalyser av granittisk forskifret øyegneis (vol. %). (Modal analyses of granitic schistose augen gneiss (vol. %). lagioklas 22 (An15 ) 20 (An15 ) 26 (An10 likroklinperthitt Lvarts iiotitt luskovitt x 3 Ipidot 'itanitt 2 1 ipatitt x x x rts x x 1 I, 11. Gneis med grunnmasse av metagråvakkesammensetning (Gneiss with matrix of metagraywacke composition.) 111. Leptittisk øyegneis. (Leptitic augen gneiss.)

27 51 Det foreligger ingen utvetydige evidenser for at betegnelsen leptitt gneis er korrekt i genetisk henseende. Det er imidlertid en viss sann synlighet for at gneisen er en omvandlet leptitt idet grunnmassen er av tilnærmet granittisk sammensetning, og meget finkornet. Kornig hetsgraden skyldes åpenbart ikke granulering da bergarten i lite for skifrede partier opptrer med retningsløs tekstur. Den uregelmessige fordeling av mikroklinperthitt i området, tildels med utvikling av nesten rene alkalifeltspatbergarter, kan tyde på til førsel av K-rike løsninger. Den sonede veksling kan henge sammen med en viss kanalisering av de migrerende løsninger langs skjærsoner. Stofftilførselen må isåfall ha funnet sted under forskifringsprosessen, men i en tidlig fase. Den dannede alkalifeltspat har så ved senere tektonisering fått kataklastiske trekk. Gneisene synes, såvidt det kan avgjøres på grunnlag av de ufull stendige undersøkelser som er gjort, for en vesentlig del å være dannet ut fra suprakrustalbergarter av gråvakke- og leptittkarakter. Glimmergneis. I den nordøstlige del av det kartlagte området opptrer en m mektig sone av glimmergneis. Gneisen er fin- til middelskornet med inntil 1,5 cm store porfyroblaster av sjakkbrettalbitt som gir berg arten et småknouet utseende. I området syd for Bogerfløyta er det klare feltmessige indikasjoner for at glimmergneisen tilhører suprakrustalbergartene. Her er det overgang til et område som veksler mellom glimmergneis og meget kvartsrike, muskovittførende skifre. Gneisen består av kvarts, sausurittisert og serisittisert plagioklas, sjakkbrettalbitt, brun biotitt som tildels er klorittisert, muskovitt, titanitt, erts og kalkspat i mengdeforhold som angitt i tabell 7. Teksturen er kataklastisk preget med småfoldet og delvis oppbrutt glimmer, sausurittisert plagioklas med bruddannelser samt suturert kvarts. Sjakkbrettalbitten viser derimot bare i enkelte tilfeller mindre uregelmessige bruddlinjer. Sjakkbrettalbitt opptrer foruten i porfyroblastene også i grunn massen, trolig som et omvandlingsprodukt av plagioklas, idet begge varianter av og til finnes i samme korn der sjakkbrettalbitten tydelig vis «spiser opp» plagioklasen. Plagioklasen i disse komene viser en randsone uten inneslutninger mot sjakkbrettalbitt, mens mineralet

28 52 forøvrig er rikt på inneslutninger av epidot og sericitt. Sjakkbrett albitten fører kalkspat som eneste innesluttede mineral (Foto 9). Parallelt til dette opptrer epidot og muskovitt rent unntaksvis som inneslutninger i de større porfyroblaster av sjakkbrettalbitt, mens kvarts, kalkspat og klorittisert biotitt er vanlig. Inneslutningene av biotitt er nesten fullstendig klorittisert i motsetning til i grunnmassen. For omdannelsen av den sausurittiserte plagioklas til sjakkbrettalbitt, kan en skjematisk angi følgende reaksjonsligning for omvandlingen av epidot og sericitt, under forutsetning av tilstedeværelse av Na2CC>3 rike løsninger. 2Ca2Al3Si3Oi2(OH) + KAl3Si3Oio(OH) SiO2 + 9/2 Na 2CO3 *± (epidot) (muskovitt) 4 CaCO3 + 9 NaAISi3O8 + Vi K2CO3 + 2 H 2O (kalkspat) (albitt) Tabell 7. Modellanalyser av glimmergneis. Vol. %. (Modalanalyses of mica gneiss.) likroklin x lagioklas (An5 ) Ivarts iotitt 3 13 luskovitt Lloritt Itanitt 1 1 Lalkspat 2 x Kvartsdiorittisk gneis. I området nord og nordvest for Bæreia opptrer kvartsdiorittisk gneis i et uregelmessig begrenset felt. Grensene følger små, men markerte dalsenkninger i nord-syd eller nordvest-sydøstlig retning. I feltet opptrer to typer gneis: 1. Middelskornet, biotittførende gneis med svakt grønlig plagicklas. 2. Finkornet, mørk grå, biotittførende gneis. Disse bergartene opptrer i tilsynelatende usystematisk veksling, der den finkornige trolig er mest utbredt. Alkalifeltspat opptrer i enkelte

29 53 soner, i form av «øyne» i den middelskornede gneis og som bånd parallelt foliasjonen i den finkornede gneis. I enkelte tilfelle kan alkalifeltspat utgjøre anslagsvis 30 % av bergarten. Overgang til disse soner kan skje spontant eller gradvis over m. Mineralselskapet tilsvarer glimmergneisen nordøst for Kongsvinger, men mengdeforholdene er andre (Tabell 8). Mikroskopiske undersøkelser viser at den middelskornede gneis fører mikroklinperthitt (åreperthitt) mens det i den finkornede gneis kun opptrer mikroklin uten perthittinnleiringer i klare korn som sjelden viser tvillingdannelser. Prinsipielt tilsvarende finnes i den middels kornige gneis sterkt saussurittisert plagioklas mens den finkornede fører klar plagioklas uten tvillingdannelser og med helicittiske inne slutninger av bergartens mørke mineraler. I begge gneisvarianter er plagioklasens sammensetning Anss Anis. Feltspatmineralene viser at den finkornede gneis kan være en tek tonisert og omkrystallisert ekvivalent til den middelskornede gneis. Plagioklasen er i det ene tilfelle avkalket «in situ» ved epidotdannelse, mens plagioklasen i de andre tilfelle er helt omkrystallisert som en ny fase. Tilsvarende betraktning kan gjøres gjeldende for mikroklin perthitt mikroklin der perthitten under sterke differensialbevegelser destrueres og mikroklin dannes. Et eksempel på det siste er klart vist ved studiet av den østlige granittsones sterkt forskifrede grense mot Tabell 8. Modalanalyser av kvartsdiorittisk gneis. (Modal analyses of quartz dioritic gneiss.) II Mikroklinperthitt 2 Mikroklin 4 7 Plagioklas (An 1;-,) Kvarts Biotitt Muskovitt x 9 Epidot 13 6 Kloritt 2 x Titanitt 1 x Erts x x Apatitt x x I. Middelskornet. (Medium grained.) 11. Finkornet. (Fine grained.)

30 54 vest (s. 56) der en i tillegg også har betydelig sekundær muskovitt dannelse og videre må regne med migrasjon av Ca og Na. Gneisene er ikke så godt undersøkt at en uten videre kan sammen ligne mengdefordelingen av mineralene. Hvis de presenterte modal analyser gir et korrekt bilde, er det imidlertid en stor økning i musko vittinnholdet og en reduksjon i mengden av Ca-førende mineraler i den finkornede i forhold til den middelskornede gneis. Det er da nærliggende å sammenligne med omvandlingsprosessene i den nevnte granitt. Studiet av den kvartsdiorittiske gneis viser at den primære sammensetning kan være endret både ved lokale og regionale stoffomsetningen Feltiakttagelser gir imidlertid ingen sikre holdepunkter om dette. En videre vurdering av denne bergart må utestå til beskrivelsen av den østlige del av kartblad Kongsvinger foreligger. Her opptrer kvarts diorittiske, mer massive bergarter som vil gi et mer omfattende materiale. Granitte r. Innen området opptrer to typer granitt, vanligvis med mylonitt gneisstruktur. 1. Alkalirik, rød, middelskornet granitt som består av mikroklin perthitt, kvarts og mindre mengder sur plagioklas. Denne variant opptrer i den østlige granittsone, i den nordvestlige del av den sentrale granittsone og i en mindre sone sydøst for Bæreia. I den sentrale sone er granitten stedvis albittisert. 2. Hastingsittførende, rød, middelskornet granitt med hovedbestanddeler mikroklinperthitt, plagioklas, kvarts og hastingsitt. Bergarten utgjør den midtre og sydlige del av den sentrale granittsone. Alkaligranitt i den østlige granittsone. Sonen går gjennom Kongsvingers nordlige bydeler og stryker mot sydøst under økende mektighet. Mot grensen i vest er det tiltagende forskifring med jevn overgang fra middelskornet mylonittgneisgranitt til en finkornet/tett og skifrig bergart. Denne overgangssonen er ca. 50 m mektig. I granitten kan en mikroskopisk skille ut fire feltspatvarianter: Flekk- og åreperthitt, mikroklin uten perthittinnleiringer, svakt saus surittisert plagioklas (Anio) og klar frisk plagioklas (Am). Perthitt

31 55 Tabell 9. Alkali- og modellanalyser av forskifret granitt. (Alkali- and modal analyses of sebistose granite.) Pr. nr. % Na 2O % K2O 500 0,20 5, ,22 5, ,31 4, ,91 6,40 170! 0,37 5, ,89 5, ,20 5, ,45 5,92 I likroklinperthitt likroklin uten perthittinnleiringer lagioklas 6 5 Lvarts luskovitt iiotitt x boritt x lematitt 'itanitt (leukoksen) x x Ipidot x -irkon x x ipatitt x x r Grensesone granitt vest for Vingersjø, lok. (30, 5; 19, 0). (The border of the granite west of Vingersjø.) 'r. 170 x l70 3. Grensesone granitt vest for Vingersjø, lok. (3 0, 0; 19, 7). (The border of the granite west of Vingersjø.) 'r. 20. Fra den sentrale del av granittsonen. (From the central part of the granite zone.) /-.... Gjennomsnittssammensetning av, 3 r i. prøver fra den...i. sentrale J del av granittsonen. (Average composition of 3 specimens from the central part of the granite zone.) og plagioklas (An ) viser bruddannelser, buede tvillinglameller er videre vanlig i plagioklasen. Mikroklin uten perthittinnleiringer og plagioklas (An4 ) synes nydannet. Mikroklinen forekommer i finkor nede partier i mosaikktekstur, mens albitt opptrer som sprekkefyllinger i og som randdannelser om perthitt (Foto 4). Grunnmassen består vesentlig av rekrystallisert tildels sterkt sutu rert kvarts, trukket ut prallelt foliasjonen. I enkelte tilfelle er kvartsen

32 56 så sterkt deformert at den omkranser de større feltspatindivider i en slags «flytestruktur» (Foto 3). (Modalanalyse tabell 9.) I den sterkt forskifrede grensesone avtar mengden av mikroklin perthitt parallelt med et økende innhold av mikroklin uten perthitt innleiringer og muskovitt. Plagioklasmengden er avtagende og nær grensen finnes ikke mineralet. Dette er bekreftet ved en spektro grafisk analyse som viser mindre enn 0,01 % Ca. I tillegg til denne Fig. 9. Skjematisk framstilling av alkali) ordeling og mineralsammensetning i forskifret granitt som viser økende forskifring mot bergartsgrenscn. Vest Vingersjøen. Vrøvenr. som henviser til tabell 9 er angitt i figuren. Schematic presentation of alkali distribution and mineral composition in schistose granite showing increased schistosity towards the border of the rock. Locality, west Vingersjøen. Specimen referring to table 9 mentioned in the figure.

33 57 systematiske endring i mineralselskapet viser den sterkest forskifrede bergart et høyt hematittinnhold (Tabell 9). Forholdene mot bergartsgrensen er også belyst ved alkalianalyser (Tabell 9). Endringen i alkaliinnhold og mineralsammensetning er skissert i fig. 9. De analyserte prøver er fra to profiler vest for Vinger sjøen, samt en prøve fra sonens sentrale del. Tabell 9 viser et relativt konstant K^O-innhold og et synkende Na2O-innhold mot grensen. Mikroklinperthitt og plagioklas har tyde ligvis blitt ustabile og den frigjorte K^O-mengde er bundet i nydannet mikroklin og muskovitt, mens Na2<D og CaO er migrert vekk. Jern til ertsdannelsen må være tilført. Den systematiske endring i mineralsammensetning og kjemisk sam mensetning mot bergartsgrensen viser at forskifringen sannsynligvis er den direkte årsak til disse endringer. Nydannelsen av mikroklin og albitt i den sentrale del av granitt sonen, sett i lys av reaksjonene ved grensen, kan tolkes på samme måte som ovenfor, men omdannelsen har her ikke gått så langt. Alkaligranitt og kvartsalbititt i den nordlige del av den sentrale granittsone. Granittene i dette området er en rød, undertiden lys brunlig, grov til middelskornet granitt. Strukturelt og mineralogisk er det godt sam svar med bergarten i den østlige granittsone. Mylonitt-gneisstrukturen stryker vanligvis NV SØ, men nord for Glomma er retningen dreiet O V med svakt nordlig fall. Granittens grensesoner er ikke så ut preget forskifret som i den østlige granitten, men også her er det en merkbart tiltagende nedknusning mot grensene. Ved lok, (32, 8; 12, 4) vest for Kongsvinger er granitten vakkert benket (Fig. 10) med klorittbelegg på benkeflatene. I granitten opptrer enkelte muskovittrike soner av 0,5 1 m mek tighet parallelt foliasjonen. Disse er av Foslie (1909) tolket som sterkt presset granitt. Hornblendeskifersoner av mektighet 1 5 m parallelt foliasjonen er observert 5 steder. Ved en lokalitet øst for Marikollen opptrer også en gjennomskjærende gang av hornblendeskifer, minera logisk lik de konkordante soner. Kvartsalbititt opptrer tilsynelatende usystematisk vekslende med granitt; og er ofte ikke mulig å skille fra granitten i felt. Søylediagrammene (Fig. 11) viser mineralsammensetningen av